东马努斯盆地高镁安山岩物质来源及演化过程——基于全岩主微量和同位素分析*

赵 霞 黄 朋 胡宁静 孔娟娟 廖仁强

(1. 中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室 青岛 266071; 2. 中国科学院大学 北京 100049;3. 国家海洋局第一海洋研究所海洋沉积与环境地质重点实验室 青岛 266061)

高镁安山岩包括埃达克岩、皮波型高镁安山岩、赞岐岩、玻安岩和巴哈岩等。它是指以MgO＞5%、FeOT/MgO＜1.5、Al2O3＜16%和CaO＜10%为特征的安山岩(Tatsumi, 2001)。前人已对高镁安山岩做了大量的研究(Benoit et al, 2002; Martin et al, 2005; Guivel et al, 2006; Pallares et al, 2007; Wang et al, 2008b), 但高镁安山岩的成因多样、没有定论。能产生高镁安山岩的地质背景不是单一的, 如热的俯冲带、年轻的洋壳俯冲区域或有热软流圈物质注入的俯冲板片边缘(Pe-Piper et al, 1994; Shinjo, 1999; Yogodzinski et al,2001); 能形成高镁安山岩的地质作用过程也是多样的, 如含水地幔橄榄岩部分熔融(Kushiro, 1969;Mysen et al, 1975; Baker et al, 1994, 1995; Hirose et al,1995; Hirose, 1997)、含尖晶石的富集二辉橄榄岩部分熔融(Hirose et al, 1995; Hirose, 1997; Blatter et al,2001)或俯冲洋壳释放的含水流体加入到地幔楔中而引发地幔橄榄岩部分熔融等(Crawford et al, 1989;Tatsumi et al, 1989)。并且, 高镁安山岩在现代地球上的出露相当稀少(唐功建等, 2010), 且采样困难, 以至样品不足、研究不够充分, 因此, 获得高镁安山岩并对其进行研究尤为重要。火成岩的主微量元素组成可反映不同地质作用过程; 放射性成因同位素组成的初始比值能够准确地限定其源区的性质(Rollinson,1995)。因此, 广大学者使用主微量和同位素来研究高镁安山岩的成因(Wang et al, 2007a; Hoang et al, 2009;Liu et al, 2010; Wang et al, 2011; Chen et al, 2012; Xu et al, 2012)。东马努斯高镁安山岩主微量和同位素的研究不仅可以在样品数量上对前人数据加以补充,更能在研究区域上补充一个新的产生高镁安山岩的地区。

东马努斯盆地位受到太平洋板块与所罗门板块双重俯冲的影响, 岩浆作用复杂。该盆地发育的高镁安山岩并没用引起学者们的注意, Sinton等(2003)、Beier等(2010)和 Park等(2010)通过全岩主微量和同位素对东马努斯盆地岩浆物质来源及演化过程进行了分析, 分析包括俯冲物质来自于哪个板块、岩浆是否受到了俯冲加水作用的影响、俯冲物质包括哪些类型等。然而他们仅将其当成普通火山岩来分析, 并没有当作特殊的高镁安山岩来研究其与地幔橄榄岩的关系。本文首次通过分析东马努斯盆地高镁安山岩的全岩主微量和Sr-Nd-Pb同位素, 并结合前人数据, 探究了高镁安山岩的物质来源和演化过程。

1 地质背景与样品采集

马努斯盆地是位于南太平洋的新不列颠和新爱尔兰火山岛弧之间快速扩张的弧后盆地(Taylor,1979)。如图1所示, 盆地位于太平洋板块与俾斯麦板块边界, 其板块运动区域主要集中在3个左行的转换断层带上, 即 Willaumez断层、Djaul断层和 Weitin断层(Martinez et al, 1996)。

马努斯盆地的板块运动发生在40Ma之前, 大约在渐新世时期, 太平洋板块沿着马努斯海沟向西南方向俯冲, 俯冲成因的岩浆作用导致了新爱尔兰岛和一部分新不列颠火山岩形成。大约在10Ma时, 翁通爪哇高原与马努斯海沟相撞, 导致了太平洋板块的转向。随后, 所罗门板块开始向北俯冲, 产生了一系列的达清夫-贝利奥夫带, 并沿俯冲带形成了长条状的新不列颠火山岛(Exon et al, 1986; Woodhead et al, 1998; Phinney et al, 1999)。大约在2—3Ma时, 马努斯盆地开始扩张, 并形成了马努斯扩张中心、Willaumez、Djaul与Weitin转换断层和断层之间的无数小裂谷(Kamenetsky et al, 2001)。

图1 马努斯盆地区域地质图及采样位置Fig.1 Regional map of the Manus Basin and sample locations注: 地质图参照Martinez等(1996); Yang等(2002)和Sinton等(2003)。Desmos为热液区的名称, M6(9)和M5(13)为采样位置

东马努斯盆地位于俾斯麦海的东部, 夹在 Djaul断层和与Weitin断层之间, 由一系列雁列式火山脊和海底火山穹窿(称为东马努斯火山区)组成, 是马努斯盆地最年轻的弧后扩张区(图 1)。该区的岩石类型包括玄武岩、玄武质安山岩、安山岩、英安岩、流纹质英安岩和流纹岩(Binns et al, 1993; Kamenetsky et al,2001; Sinton et al, 2003)。通过分析, 该区部分安山岩[Sinton等(2003)中的样品16-9、16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43]属于高镁安山岩。并且经过大量数据收集, 发现前人数据中仅有这三个样品为高镁安山岩。

样品采于“科学号”考察船 201501航次, 采样工具为水下机器人, 采样区为东马努斯盆地的 Desmos热液区(图 1)。两个岩石样品分别编号为 M6(9)和M5(13), M6(9) 采自 151°52′39.857″E, 3°42′21.744″S,M5(13)采自 151°52′40.623″E, 3°42′7.707″S。

2 样品描述与分析方法

样品手标本照片如图2所示, 两块岩石样品都很新鲜, 呈黑色, 隐晶质结构, 致密块状构造, 均含有大量小气泡。样品M5(13)还具有冷凝边。

虽然样品新鲜, 没有受到海水蚀变的影响, 但我们还是在化学成分测定之前对其进行了前处理。首先用超声波清洗仪对样品进行了仔细的清洗。然后将它们浸泡在无水乙醇中水浴加热一段时间, 达到去除有机质的目的。接着将它们浸泡在盐酸中水浴加热一段时间, 达到去除沉积碳酸盐的作用。之后再将它们泡在超纯水中, 直到样品中的氯离子去除完毕。最后,把样品烘干并用玛瑙钵体研磨成 200目大小的粉末(黄朋, 2005)。在整个前处理的过程中, 使用的器具是干净并且干燥的。

样品全岩主量元素的测试分析工作在中国核工业北京地质研究院完成, 使用的仪器为传统 X荧光光谱(Phillips PW1480)。全岩微量元素的测试工作在中国科学院海洋研究所完成, 使用的仪器为 ICP-MS(ELAN DRC II), 微量元素的测量精度在5%—10%以内, 测试过程中采用BCR-2和GSR-3作为标准样品。Sr-Nd-Pb同位素测试工作在中国科学院广州地球化学研究所使用Finnigan公司的MAT262质谱仪完成。标样分析结果: NBS98787Sr/86Sr=0.710254(±0.00014,2δ), BHVO-2143Nd/144Nd=0.512989 (±0.00008, 2δ)。NBS981206Pb/204Pb,207Pb/204Pb 和208Pb/204Pb比值分别为 16.9426(±0.0004, 2δ), 15.4980±0.0008, 2δ)和36.7284(±0.0024, 2δ)。

图2 东马努斯高镁安山岩手标本照片Fig.2 Samples of high-Mg andesite from the Eastern Manus Basin

3 结果

3.1 主量元素特征

样品主量元素含量见表 1。由全碱-SiO2图解(图3a)可知, 样品M6(9)与M5(13)均为玄武质安山岩。K2O-SiO2图解(图3b)显示, 样品属于中钾钙碱性系列的钙碱性岩类。M6(9)和 M5(13)的 MgO含量分别为5.30%和 5.54%, FeOT含量分别为 8.35%和 8.22%,FeOT/MgO比值分别为1.575和1.484, Al2O3含量分别为 15.77%和 15.82%, CaO含量分别为 9.22%和9.28%。基本符合Tatsumi(2001)提出的高镁安山岩的特征。哈克图解(图4)可能显示了一个矿物分离结晶的过程。随着SiO2含量的升高, CaO、FeOT和MgO的含量逐渐降低(图4b, c, e), 说明分离结晶的矿物可能为橄榄石和辉石。Al2O3、TiO2和P2O5的含量在SiO2含量大于 60%以后也逐渐递减(图 4a, g, h), 说明当SiO2含量大于60%以后, 斜长石、钛铁矿和磷灰石也开始分离结晶。

3.2 微量元素和稀土元素

图3 东马努斯高镁安山岩的全碱-SiO2图解(a)和 K2O-SiO2图解(b)Fig.3 Na2O+K2O versus SiO2 diagram (a) and K2O versus SiO2 diagram (b) for high-Mg andesite from the Eastern Manus Basin注: a图的岩石类型边界据Le Bas等(1986); b图的岩石类型边界据Irvine等(1971)。前人的三个东马努斯高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-9、16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

图4 东马努斯盆地火山岩主量元素-SiO2变化图解Fig.4 Bulk major elements versus SiO2 diagram for volcanic rocks from the Eastern Manus Basin注: 前人的马努斯火山岩来源于Kamenetsky等(2001), Yang等(2002), Sinton等(2003)和Park等(2010)。前人的三个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-9、16-14和 Kamenetsky等(2001)的样品MD43

表1 东马努斯盆地岩浆主量元素含量Tab.1 Major elements content of high-Mg andesite from the Eastern Manus Basin

样品的微量元素含量见表 2。球粒陨石和N-MORB标准化的REE(稀土元素)图解(图5a, b)显示出东马努斯高镁安山岩右倾型的分布特征, 说明高镁安山岩轻稀土元素(LREEs)相对富集、重稀土元素(HREEs)相对亏损。样品 M5(13)和 M6(9)的 CeN/YbN分别为3.0031和3.3039。M5(13)和M6(9)的∑REE分别为 36.93和 36.88ppm, 具有幔源特征(李昌年,1992)。原始地幔标准化的蛛网图(图 6)显示了 Pb和大离子亲石元素(LILEs, 如K, Rb, Sr, Ba, U)富集、高场强元素(HFSEs, 如Th, Nb, Ta, Ti)亏损的特征。

3.3 Sr-Nd-Pb同位素

Sr-Nd-Pb同位素组成如表2所示。两个高镁安山岩样品的同位素组成基本一致, M5(13)和 M6(9)的87Sr/86Sr分别为0.703689和0.703785,143Nd/144Nd分别为0.513055和0.513030,206Pb/204Pb分别为18.771和18.760,207Pb/204Pb分别为15.544和15.543,208Pb/204Pb分别为38.402和38.392。由143Nd/144Nd-87Sr/86Sr组成(图 7)可知, 东马努斯盆地高镁安山岩的同位素组成接近于 PREMA地幔。东马努斯盆地火山岩的143Nd/144Nd-206Pb/204Pb,207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/

图5 马努斯盆地火山岩球粒陨石标准化的REE图解(a)和N-MORB标准化的REE图解(b)Fig.5 Chondrite normalized REE patterns (a) and N-MORB normalized REE patterns (b) of lavas from the Manus Basin注: 标准化数据来源于Sun等(1989)。马努斯MORB样品来自于Beier等(2010)。前人的两个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

表2 东马努斯盆地岩浆微量元素含量及Sr-Nd-Pb同位素组成Tab.2 Trace elements content and Sr-Nd-Pb isotopic composition of high-Mg andesite from the Eastern ManusBasin

续表

图6 马努斯盆地火山岩原始地幔标准化的蛛网图Fig.6 Primitive mantle normalized spider diagram for lavas from the Manus Basin注: 标准化数据来源于Sun等(1989)。马努斯MORB样品来自于Beier等(2010)。前人的两个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

图7 马努斯盆地火山岩的143Nd/144Nd-87Sr/86Sr组成Fig.7 Plot of 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr of lavas from the Manus Basin注: 图中各端元范围划分参照 Rollinson(1995)和Zindler等(1986)。DDM代表亏损地幔, HIMU代表高μ值(238U/204Pb值)地幔, EMI代表富集地幔1, EMII代表富集地幔2, PREMA代表普通地幔, BSE代表硅质地球。其中马努斯MORB的数据来源于Beier等(2010)。前人的马努斯火山岩来源于Kamenetsky等(2001), Yang等(2002), Sinton等(2003)和Park等(2010)。前人的两个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

204Pb-206Pb/204Pb组成(图8a, b, c)显示出东马努斯盆地高镁安山岩的同位素组成与太平洋MORB相似。

4 讨论

4.1 地幔源区性质

弧后盆地在板块俯冲的作用下受到拉力作用,盆地打开, 软流圈上涌。该过程属于减压过程, 能导致软流圈地幔部分熔融, 产生岩浆。由于软流圈地幔基本上是均一的, 并且其同位素组成在岩浆演化的过程中保持不变, 而马努斯 MORB与东马努斯高镁安山岩均由软流圈地幔熔融、演化产生, 所以在没有受到俯冲物质影响之前, 东马努斯高镁安山岩地幔源区的同位素组成应当与马努斯 MORB的同位素组成一致。然而由图8可知, 马努斯MORB的同位素组成与印度洋 MORB相似, 东马努斯高镁安山岩的同位素组成与太平洋 MORB相似。这说明东马努斯岩浆的同位素组成原本与印度洋 MORB相似, 却由于受到俯冲物质的影响, 变得与太平洋 MORB相似。143Nd/144Nd-87Sr/86Sr组成(图 7)显示, 马努斯 MORB和东马努斯高镁安山岩的 Sr-Nd同位素组成与PREMA相似, 说明岩浆可能来源于PREMA地幔。

4.2 物质来源

4.2.1 端元组分 东马努斯盆地玄武质安山岩M6(9)、M5(13) 及三个前人样品均属于高镁安山岩,但它们不属于典型的埃达克岩、玻安岩、巴哈岩、赞岐岩和皮波型高镁安山岩(图9)。在过去的几十年中,很多学者对高镁安山岩的成因进行探究, 发现高镁安山质岩浆属于地幔来源, 由含水地幔橄榄岩部分熔融(Tatsumi, 1982; Tatsumi et al, 1982; Baker et al,1994; Hirose, 1997)、熔体与地幔相互作用(Kelemen,1995; Yogodzinski et al, 1995; Shimoda et al, 1998)或地幔橄榄岩熔体与下地壳酸性岩浆混合(Guo et al,2007; Streck et al, 2007)产生。其中高镁安山岩的高Mg含量与地幔橄榄岩有关(Hirose et al, 1995; Hirose,1997; 唐功建等, 2010), 因此, 地幔橄榄岩可以作为东马努斯盆地高镁安山岩的一个端元。蛛网图(图 6)按照元素的不相容性给出了微量元素的富集与亏损特征, 其中Pb和大离子亲石元素(K, Rb, Sr, Ba和U)富集、高场强元素(Nb, Th, Ta, 和Ti)亏损, 已知俯冲板片脱水、陆源沉积物和大陆地壳都有这样的特征(田丽艳等, 2003; White, 2013), 但东马努斯盆地的俯冲类型为洋-洋俯冲, 不受陆壳的影响, 因此认为东马努斯高镁安山岩的形成与板块脱水作用相关。脱水成分可能只来自于俯冲洋壳物质也可能伴随着海底沉积物的影响。εNd-Ba/Nb, εNd-La/Nb, εNd-Nb/Th 比值图(图 10)显示东马努斯高镁安山岩的脱水成分主要来自俯冲洋壳。Rb/Cs-K/Ba(图11a)和Rb/Cs-K/Ra(图11b)比值图显示, 高镁安山岩的碱性元素比值靠近或包含在海底沉积物范围内, 说明岩石还受到了海底沉积物的影响。

因此, 东马努斯高镁安山岩端元组分主要由地幔橄榄岩、俯冲洋壳脱水物质和海底沉积物三部分组成。

图8 马努斯盆地火山岩的143Nd/144Nd-206Pb/204Pb(a), 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb(b), 和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(c)组成Fig.8 Plots of 143Nd/144Nd (a), 207Pb/204Pb (b), and 208Pb/204Pb (c) versus 206Pb/204Pb for the Manus Basin lavas注: 图中各端元范围划分参照Yan等(2014)。DDM代表亏损地幔, EMI代表富集地幔1, EMII代表富集地幔2, NHRL代表北半球参考线。WPB代表西菲律宾海盆玄武岩, ADP代表奄美平原-大东省。东马努斯MORB的同位素数据来源于Beier等(2010)。前人的东马努斯火山岩数据来自Kamenetsky等(2001), Yang等(2002), Sinton等(2003) 和Park等(2010), 火山岩从酸性到基性都有, 其相应主量元素含量见图4。前人的两个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

4.2.2 端元模拟 将地幔橄榄岩、俯冲的蚀变洋壳和俯冲的海底沉积物作为东马努斯盆地高镁安山岩的三个端元, 计算各端元对该区火山岩的贡献。地幔橄榄岩的同位素比值与本区的 MORB一致, 因此,马努斯 MORB可作为东马努斯高镁安山岩的一个端元。太平洋板块和所罗门板块均俯冲在马努斯盆地下方, 俯冲物质来自于哪个板块还存在争议。Woodhead等(1998)研究了新不列颠岛弧岩浆, 发现该岩浆沿着贝利奥夫带连续演化, 认为它们受到正在活动的所罗门板块俯冲加水作用的影响。Sinton等(2003)采集了东马努斯盆地受俯冲板片脱水作用影响的岩石样品, 发现它们的地球化学性质与 Woodhead等(1998)中贝利奥夫带的F、G区相似, 认为该样品也受到了所罗门板块俯冲作用的影响。然而Park等(2010)采集了东马努斯盆地 Pacmanus、Desmos和 Susu区域的样品, 发现其地球化学性质沿着太平洋板块俯冲方向是连续变化的, 说明东马努斯盆地岩浆受到太平洋板块的影响。并且在它们与新不列颠岛弧岩浆之间找不到明显的规律, 它们也并不在之前提到的 G区域内。说明东马努斯盆地俯冲成分并非源于所罗门板块。本文认为 Park等(2010)的论述更为合理, 因此,选择太平洋板块的蚀变洋壳物质和海底沉积物作为东马努斯盆地高镁安山岩的另外两个端元。

图9 高镁安山岩的主微量元素哈克图解Fig.9 The Harker diagrams showing the major and trace element variations of the high-Mg andesite注: Baja半岛、Adak岛、Kamchatka半岛、Piip火山、Setouchi火山岩带和Bonin岛的数据来自唐功建等(2010)。前人的三个东马努斯高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-9、16-14和Kamenetsky等(2001)的样品MD43

以这三个端元为基础来模拟 Sr-Nd同位素组成混合过程, 结果见图12, 图中可知高镁安山岩的蚀变洋壳与海底沉积物的比值约介于63∶37到99.5∶0.5之间, 这二者的总含量与马努斯 MORB的比值约为12∶88。

4.3 演化过程

高镁安山岩可能来源于玄武岩与地幔橄榄岩相互作用、地幔橄榄岩部分熔融或含尖晶石的富集二辉橄榄岩部分熔融等(Hirose et al, 1995; Hirose, 1997)。由于东马努斯盆地高镁安山岩强烈地受到了板块俯冲脱水作用的影响(图10), 并且Kamenetsky等(2001)测出东马努斯火山岩的水含量为0.99wt%—1.61wt%,因此, 推测东马努斯高镁安山岩是流体交代的地幔楔部分熔融形成的。

图8显示, 从酸性到基性, 所有东马努斯火山岩的同位素组成基本一致, 说明俯冲物质与岩浆的混合发生在源区, 属于源区混染, 岩浆在喷发上涌的过程中没有受到俯冲物质的加入, 也没有发生同化混染作用。

哈克图解(图 4)中, 主量元素含量随岩浆演化程度升高而逐渐降低的特征可能反映了矿物分离结晶的过程, 但这仅仅是猜测, 岩浆的部分熔融也会产生同样的结果。由La-La/Sm图解(图13)可知, 随着La含量的升高, La/Sm 比值保持不变, 这说明岩浆演化过程不是由部分熔融控制, 而是由矿物的分离结晶主导。

图 10 东马努斯盆地火山岩εNd-Ba/Nb(a), εNd-La/Nb(b), εNd-Nb/Th(c)比值图Fig.10 εNd-Ba/Nb(a), εNd-La/Nb(b), εNd-Nb/T(c) diagrams for volcanic rocks from the Eastern Manus Basin注: 各端元范围参照Li, 1995。前人的马努斯火山岩来源于Kamenetsky等(2001), Yang等(2002), Sinton等(2003)和Park等(2010)。前人的两个高镁安山岩数据分别为Sinton等(2003)中的样品16-14和 Kamenetsky等(2001)的样品MD43。前人的高镁安山岩数据没有测Th含量, 因此图10c并没用它们的投点

图11 东马努斯盆地火山岩碱性元素比值图

图12 东马努斯盆地火山岩Sr-Nd同位素组成混合过程

图13 东马努斯火山岩La-La/Sm图解

5 结论

结合前人的测试数据, 得出了以下结论:

(1) 东马努斯盆地高镁安山岩具有 Pb和大离子亲石元素(K, Rb, Sr, Ba, 和U)富集、高场强元素(Nb,Th, Ta和 Ti)亏损的特征, 说明俯冲板块脱水作用产生了大量的含水物质注入到岩浆源区, 推测该岩石是流体交代的地幔楔部分熔融形成的。

(2) 由Sr-Nd-Pb同位素特征可知, 东马努斯盆地高镁安山岩可能来源于PREMA地幔, 地幔源区同位素组成原本与印度洋 MORB相似, 由于受到俯冲板块脱水作用的影响, 现与太平洋MORB相似。

(3) 东马努斯盆地高镁安山岩主要来源于马努斯MORB、太平洋蚀变洋壳和海底沉积物。高镁安山岩的蚀变洋壳与海底沉积物的比值约介于 63∶37到99.5∶0.5之间, 这二者的总含量与马努斯MORB的比值约为12∶88。

(4) 岩浆混合作用发生在地幔源区, 属于源区混染, 岩浆在喷发上涌的过程中没有同化混染围岩物质也没有加入俯冲物质。岩浆在演化过程中只发生了矿物的分离结晶, 分离的矿物可能为橄榄石、辉石、斜长石、钛铁矿和磷灰石。

致谢 感谢中国科学院广州地球化学研究所曾文、核工业北京地质研究所刘牧及中国科学院海洋研究所殷学博在样品测试中的帮助, 感谢科学号 201501航次的船员们在采样过程中的帮助, 感谢所有老师与同学给予的支持。

田丽艳, 赵广涛, 陈佐林等, 2003. 马里亚纳海槽热液活动区

玄武岩的岩石地球化学特征. 青岛海洋大学学报, 33(3):405—412

李昌年, 1992. 火成岩微量元素岩石学. 武汉: 中国地质大学出版社, 133—147

唐功建, 王 强, 2010. 高镁安山岩及其地球动力学意义. 岩石学报, 26(8): 2495—2512

黄 朋, 2005. 冲绳海槽火山活动及其构造意义. 青岛: 中国科学院研究生院(海洋研究所)博士学位论文, 19—20

Baker M B, Hirschmann M M, Ghiorso M S et al, 1995.Compositions of near-solidus peridotite melts from experiments and thermodynamic calculations. Nature,375(6529): 308—311

Baker M B, Stolper E M, 1994. Determining the composition of high-pressure mantle melts using diamond aggregates.Geochimica et Cosmochimica Acta, 58(13): 2811—2827

Beier C, Turner S P, Sinton J M et al, 2010. Influence of subducted components on back-arc melting dynamics in the Manus Basin. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 11(6):Q0AC03

Benoit M, Aguillón-Robles A, Calmus T et al, 2002.Geochemical diversity of Late Miocene volcanism in southern Baja California, Mexico: Implication of mantle and crustal sources during the opening of an asthenospheric window. The Journal of Geology, 110(6): 627—648

Binns R A, Scott S D, 1993. Actively forming polymetallic sulfide deposits associated with felsic volcanic rocks in the eastern Manus back-arc basin, Papua New Guinea.Economic Geology, 88(8): 2226—2236

Blatter D L, Carmichael I S E, 2001. Hydrous phase equilibria of a Mexican high-silica andesite: A candidate for a mantle origin? Geochimica et Cosmochimica Acta, 65(21):4043—4065

Chen B, Jahn B M, Suzuki K, 2012. Petrological and Nd-Sr-Os isotopic constraints on the origin of high-Mg adakitic rocks from the North China Craton: Tectonic implications.Geology, 41(1): 91—94

Crawford A J, Falloon T J, Green D H, 1989. Classification,petrogenesis and tectonic setting of boninites. In: Crawford A J ed. Boninites. London: Unwin-Hyman, 1—49

Exon N F, Stewart W D, Sandy M J et al, 1986. Geology and offshore petroleum prospects of the eastern New Ireland Basin, northeastern Papua New Guinea. BMR Journal of Australian Geology & Geophysics, 10(1): 39—51

Guivel C, Morata D, Pelleter E et al, 2006. Miocene to Late Quaternary Patagonian basalts (46–47°S): Geochronometric and geochemical evidence for slab tearing due to active spreading ridge subduction. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 149(3—4): 346—370

Guo F, Nakamuru E, Fan W M et al, 2007. Generation of Palaeocene adakitic andesites by magma mixing; Yanji Area,NE China. Journal of Petrology, 48(4): 661—692

Hauff F, Hoernle K, Schmidt A, 2003. Sr-Nd-Pb composition of Mesozoic Pacific oceanic crust (Site 1149 and 801, ODP Leg 185): Implications for alteration of ocean crust and the input into the Izu-Bonin-Mariana subduction system. Geochemistry,Geophysics, Geosystems, 4(8): 8913 Hirose K, 1997. Melting experiments on lherzolite KLB-1 under hydrous conditions and generation of high-magnesian andesitic melts. Geology, 25(1): 42—44

Hirose K, Kawamoto T, 1995. Hydrous partial melting of lherzolite at 1 GPa: the effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters,133(3—4): 463—473

Hoang N, Yamamoto T, Itoh J et al, 2009. Anomalous intra-plate high-Mg andesites in the Choshi area (Chiba, Central Japan)produced during early stages of Japan Sea opening? Lithos,112(3): 545—555

Irvine T, Baragar W, 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8(5): 523—548

Kamenetsky V S, Binns R A, Gemmell J B et al, 2001. Parental basaltic melts and fluids in eastern Manus backarc Basin:Implications for hydrothermal mineralisation. Earth and Planetary Science Letters, 184(3—4): 685—702

Kelemen P B, 1995. Genesis of high Mg# andesites and the continental crust. Contributions to Mineralogy and Petrology,120(1): 1—19

Kushiro I, 1969. The system forsterite-diopside-silica with and without water at high pressures. American Journal of Science, 267: 269—294

Le Bas M J, Le Maitre R W, Streckeisen A et al, 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27(3): 745—750

Li S G, 1995. Implications of εNd-La/Nb, Ba/Nb, Nb/Th diagrams to mantle heterogeneity—Classification of island-arc basalts and decomposition of EMII component-La/Nb, Ba/Nb, Nb/Th diagrams to mantle heterogeneity—Classification of island-arc basalts and decomposition of EMII component. Chinese Journal of Geochemistry, 14(2):117—127

Liu S A, Li S G, He Y S et al, 2010. Geochemical contrasts between early Cretaceous ore-bearing and ore-barren high-Mg adakites in central-eastern China: implications for petrogenesis and Cu-Au mineralization. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74(24): 7160—7178

Martin H, Smithies R H, Rapp R et al, 2005. An overview of adakite, tonalite–trondhjemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos, 79(1—2): 1—24

Martinez F, Taylor B, 1996. Backarc spreading, rifting, and microplate rotation, between transform faults in the Manus Basin. Marine Geophysical Research, 18(2): 203—224

Mysen B O, Boettcher A L, 1975. Melting of a hydrous mantle: II.Geochemistry of crystals and liquids formed by anatexis of mantle peridotite at high pressures and high temperatures as a function of controlled activities of water, hydrogen, and carbon dioxide. Journal of Petrology, 16(3): 549—593

Pallares C, Maury R C, Bellon H et al, 2007. Slab-tearing following ridge-trench collision: Evidence from Miocene volcanism in Baja California, México. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 161(1—2): 95—117

Park S H, Lee S M, Kamenov G D et al, 2010. Tracing the origin of subduction components beneath the South East rift in the Manus Basin, Papua New Guinea. Chemical Geology,269(3—4): 339—349

Pe-Piper G, Piper D J W, 1994. Miocene magnesian andesites and dacites, Evia, Greece: adakites associated with subducting slab detachment and extension. Lithos, 31(3): 125—140

Phinney E J, Mann P, Coffin M F et al, 1999. Sequence stratigraphy, structure, and tectonic history of the southwestern Ontong Java Plateau adjacent to the North Solomon Trench and Solomon Islands arc. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 104(B9): 20449—20466 Plank T, Langmuir C H, 1998. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology, 145(3—4): 325—394

Rollinson H R, 1995. Using Geochemical Data: Evaluation,Presentation, Interpretation. Singapore: Longman Group,2—5

Shimoda G, Tatsumi Y, Nohda S et al, 1998. Setouchi high-Mg andesites revisited: geochemical evidence for melting of subducting sediments. Earth and Planetary Science Letters,160(3—4): 479—492

Shinjo R, 1999. Geochemistry of high Mg andesites and the tectonic evolution of the Okinawa Trough-Ryukyu arc system. Chemical Geology, 157(1—2): 69—88

Sinton J M, Ford L L, Chappell B et al, 2003. Magma genesis and mantle heterogeneity in the Manus back-arc basin, Papua New Guinea. Journal of Petrology, 44(1): 159—195

Streck M J, Leeman W P, Chesley J, 2007. High-magnesian andesite from Mount Shasta: A product of magma mixing and contamination, not a primitive mantle melt. Geology,35(4): 351—354

Sun S S, McDonough W F, 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J eds.Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society,London, Special Publications, 42(1): 313—345

Tatsumi Y, 1982. Origin of high-magnesian andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan, II. Melting phase relations at high pressures. Earth and Planetary Science Letters, 60(2): 305—317

Tatsumi Y, 2001. Geochemical modeling of partial melting of subducting sediments and subsequent melt-mantle interaction: Generation of high-Mg andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan. Geology, 29(4): 323—326

Tatsumi Y, Ishizaka K, 1982. Origin of high-magnesian andesites in the Setouchi volcanic belt, southwest Japan, I.Petrographical and chemical characteristics. Earth and Planetary Science Letters, 60(2): 293—304

Tatsumi Y, Maruyama S, 1989. Boninites and high-Mg andesites:tectonics and petrogenesis. In: Crawford A J ed. Boninites and Related Rocks. London: Unwin Hyman, 50—71

Taylor B, 1979. Bismarck Sea: Evolution of a back-arc basin.Geology, 7(4): 171—174

Wang Q, Li Z X, Chung S L et al, 2011. Late Triassic high-Mg andesite/dacite suites from northern Hohxil, North Tibet:Geochronology, geochemical characteristics, petrogenetic processes and tectonic implications. Lithos, 126(1—2):54—67

Wang Q, Wyman D A, Xu J F et al, 2008a. Triassic Nb-enriched basalts, magnesian andesites, and adakites of the Qiangtang terrane (Central Tibet): Evidence for metasomatism by slab-derived melts in the mantle wedge. Contributions to Mineralogy and Petrology, 155(4): 473—490

Wang Q, Wyman D A, Xu J F et al, 2008b. Eocene melting of subducting continental crust and early uplifting of central Tibet: Evidence from central-western Qiangtang high-K calc-alkaline andesites, dacites and rhyolites. Earth and Planetary Science Letters, 272(1—2): 158—171

White W M, 2013. Geochemistry. Chichester: Wiley-Blackwell,283—284

Woodhead J D, Eggins S M, Johnson R W, 1998. Magma genesis in the New Britain island arc: further insights into melting and mass transfer processes. Journal of Petrology, 39(9):1641—1668

Xu H J, Song Y R, Ye K et al, 2012. Petrogenesis of mafic dykes and high-Mg adakitic enclaves in the Late Mesozoic Fangshan low-Mg adakitic pluton, North China Craton.Journal of Asian Earth Sciences, 54—55: 143—161

Yan Q S, Shi X F, 2014. Petrologic perspectives on tectonic evolution of a nascent basin (Okinawa Trough) behind Ryukyu Arc: A review. Acta Oceanologica Sinica, 33(4): 1—12

Yang K H, Scott S D, 2002. Magmatic degassing of volatiles and ore metals into a hydrothermal system on the Modern Sea Floor of the Eastern Manus back-arc basin, Western Pacific.Economic Geology, 97(5): 1079—1100

Yogodzinski G M, Kay R W, Volynets O N et al, 1995.Magnesian andesite in the western Aleutian Komandorsky region: implications for slab melting and processes in the mantle wedge. Geological Society of America Bulletin,107(5): 505—519

Yogodzinski G M, Lees J M, Churikova T G et al, 2001.Geochemical evidence for the melting of subducting oceanic lithosphere at plate edges. Nature, 409(6819): 500—504

Yogodzinski G M, Volynets O N, Koloskov A V et al, 1994.Magnesian andesites and the subduction component in a strongly calc-alkaline series at Piip volcano, far western Aleutians. Journal of Petrology, 35(1): 163—204

Zindler A, Hart S, 1986. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 14(1): 493—571